1、1海洋学基础参考书目：海洋科学导论 冯士筰、李凤岐、李少菁主编海洋学 杨殿荣主编Oceanography package: Journal of Geophysical ResearchJournal of Physical OceanographyContinental Shelf ResearchDeep Sea Research Parts I & IIJournal of Marine SystemsOceanographic Literature ReviewProgress in Oceanography1 中国近海的区域海洋我国近海划分为 4 个海区：渤海(Bohai/Pohai
2、 Sea)、黄海(Yellow Sea)、东海(East China Sea)合称为东中国海 (East China Sea)；南海(South China Sea, SCS)又称南中国海。渤海： 以辽东半岛西南端的老铁山岬经庙岛群岛至山东半岛北部的蓬莱角连线为 界。分为 5 部分：辽东湾、渤海湾、莱州湾、渤海中部、渤海海峡黄海： 以长江口北岸的启东嘴与韩国济州岛西南角连线为界；又以我国山东半岛成山角与朝鲜的长山串连线为界，将黄海划分为北黄海和南黄海。东海： 开阔的边缘海，有广阔的大陆架，有深海槽，兼有浅海和深海的特征。东北以韩国济州岛东南端至日本福江岛与长崎半岛野母崎角连线，与朝鲜海峡为界；
3、东以日本九州、琉球群岛及我国台湾省连线与太平洋相隔；南界说法较多。南海： 是西北太平洋的一个边缘海，四周有众多海峡和水道与太平洋及邻近海域沟通。北邻我国的广东、广西、台湾和海南；西邻越南、柬埔寨、泰国、马来西亚和新加坡；东邻菲律宾的吕宋、民都洛、巴拉望岛；南部沿岸有印尼的苏门答腊岛、邦加岛、勿里洞岛、西加里曼丹省以及马来西亚和文莱。边缘海：大洋中被陆地分割的部分，仍属大洋22 名词解释动 力学： 事件发生、发展的因果关系及发展的规律。浅海 动 力学： 狭义上指水动力学；广义上指浅海中所有过程的动力机制和规律。研究对象：环流、浪、潮、锋面(front)、河口、海岸、陆坡；研究手段：观测、数值实验
4、、物模实验。浅海 动 力 过 程 /输 运 过 程：平流(advection)由强制流系统带来的输运对流(convection)静压不稳定带来的垂向输运扩散(diffusion) 分子扩散和湍流扩散弥散(dispersion) 剪切和扩散共同引起的物质分散混合(mixing)引起水微团溶合和稀释过程的均称为混合卷挟(entrainment) 对应于湍流的作用。浅海 动 力 过 程的 时间 尺度、空 间 尺度：大尺度季、年、年代际；环流、海平面变迁中尺度小时、天；潮汐、锋面、风暴潮小尺度秒；浪、湍流、颗粒动力学浅海 边 界作用： 底边界能量耗散、物质交换海气边界风应力传递动量、浮力通量、物质交换
5、侧边界（与陆地）河口、岸界；（与外海）水界/开边界地 转 偏向力 /科氏力（ Coriolis Force）：为了维持角动量守恒而生，表观的、次生的。地球自转效应（科氏效应）科氏参数 (Coriolis parameter) f：f=2 sinRossby 波 (Rossby wave)： 大尺度地形波（行星波） ，其恢复力为科氏力随纬度的变化率。垂向运动微弱，故可视为水平流系。SSHA/SLA: Sea Surface Height Anomaly/ Sea Level AnomalySST: sea surface temperature3SSS: sea surface salinity
6、潮波 (tidal wave)： 潮汐和潮流的合称为潮波。潮汐 (tide)： 海水在天体（主要是月球和太阳）引潮力的作用下所产生的周期性运动，习惯上把海面铅直向涨落称为潮汐，潮流 (tidal current)： 而海水在水平方向的流动称为潮流。水位 (water level)：某点海面相对于某一基准面的铅直高度。平均水深 (mean/averaged depth)： 指在一段时间内水位观测记录的平均值。潮位 (tidal level)： 某点潮汐海面相对于某一基准面的铅直高度。潮高 ： 海水距潮高基准面的高度。潮高基准面一般与海图深度基准面相同，某地某时的潮高加上当地海图水深，便得当地某时
7、的实际水深。分潮 (tidal component)： 潮汐现象可看作许多个周期、振幅和位相不同的简谐振动的叠加，每一个谐波振动即为一个分潮。最主要的是M2、S 2、O 1、 K1 这 4 个分潮，此外在近岸浅海还有 2 个浅水分潮M4、MS 2。潮波 类 型 ： 正规半日潮、非正规半日潮、正规全日潮、非正规全日潮潮汐 /潮流的 调 和分析法（ tide/tidal current harmonic analyses approach） downloaded t_tide.zip software package4浅海 (coastal water)： 水深小于 200m 的海域，包括河口、海
8、湾、陆架、泻湖。海岸 带 (coastal zone)： 陆向一侧 50km，海向一侧为 15m 等深线。海流 (current)： 是指海水大规模相对稳定的流动，是海水重要的普遍运动形式之一。描述海流的特征指标：强度、流向、流轴、流幅、流量、流程、流速结构。海流是三维的，习惯上把水平运动分量称为“海流” ，把铅直分量称作“上升流 ”和“下降流”。环 流 (circulation)： 海洋环流一般是指海域中的海流形成首尾相接的相对独立的环流系统。海洋环流的时空变化是连续的，它把世界大洋联系在一起，5使世界大洋的各种水文、化学要素及热盐状况得以保持长期相对稳定。 （区别于水团和涡） 。按形成原因
9、来分，分为风海流和热盐环流；按受力情况分，分为地转流、惯性流等；按发生区域分，分为洋流、陆架流、赤道流、东西边界流等。方向 规 定： 北为 0，东为 90；流向：水流去的方向；风向：风吹来的方向。尺度 (scale)的概念 ： 大尺度（千公里） 、中尺度（百公里） 、小尺度（十公里）、微尺度（几公里）湍 涡 (eddy)/涡 ：是组成湍流的基本单元。对湍流质量、动量和能量的输运起主要作用。旋 涡 (vortex)：（rotV=0）涡量集中的区域。描述流体运 动 的基本定律： 质量守恒律、动量平恒律、动量矩平恒律；能量守恒律（热力学第一定律） 、熵不等式（热力学第二定律）2 辽东浅滩潮流场的数值
10、研究2.1 海区简介渤海位于（11735-12110E ，3707-41N ） ，是我国唯一的内海。渤海是典型的半封闭浅海（图 1） ，仅通过渤海海峡与外海黄海相通，其余三面均被陆地包围，具有准封闭的特性。海域面积 7.7105 km2，不足中国海总面积的2%（中国海洋志编纂委员会，2003） ，东北至西南纵长约 555km，东西向宽度约 346km；渤海海峡宽约 106km。海域平均水深 18m，最深处位于老铁山水道西侧，达 86m。6沙脊群是分布在浅海的由潮流沙脊组成的大型堆积体，潮流脊是潮流作用形成的线状沙体，其重要特征是沙体与潮流方向平行。潮流沙脊在中国沿海有多处分布，主要是南黄海江苏
11、岸外辐射状沙脊群， 渤海东部辽东浅滩指状沙脊群 ，鸭绿江口平行线沙脊群，琼州海峡指状沙脊群等。潮流沙脊的形成，基本条件是海底有足够的松散沉积物，有较强的潮流作用，潮流流速为 0.25-2.5m/s（Off ， 1963） ，潮流将海底沙质沉积物改造成潮流方向的堆积体。潮流在海底运动，搬运泥沙形成冲刷槽及线状堆积体，或者，原始海底地形中有沟谷洼地、古河谷、古侵蚀槽谷等，潮流沿海底冲刷槽、原始槽谷运动，冲刷侵蚀并将侵蚀产物堆积成沙脊。辽东浅滩水域的潮流流速约为 0.5-1m/s。靠近老铁山水道北端流速较强，往北流速有所减弱，但仍在 0.5m/s 左右。显然，流速分布的这种不均匀性是非常有利沙脊发育
12、的。强潮流将海峡底部掘出的物质带入辽东浅滩海域。加之古辽河和现代辽河在这里又沉积了大量泥沙。从而，随着潮流流速往北逐渐减小，非常有利于泥沙的沉积。辽东浅滩潮流运动的另一重要特点是，该区潮流为非正规半日潮流性质。整个浅滩区，涨潮流不论从历时或流速看，皆强于落潮流。加之涨、落潮流主方向并不与沙脊走向完全平行，而是有一定夹角。这就更有利于水体在往复运动的情况下，在垂向相伴产生次生流，使实际水体的运动呈螺旋运动形式。涨潮时，沟槽中间水深最大，流速最强，表层海水辐聚下降；在槽底水体则向两侧辐散，将沉积物堆积到两侧，挖深了槽底。落潮过程的作用与此相反，海水在槽底辐聚，从而将沟槽两侧的沉积物堆向槽底。由于该
13、海区涨潮流大于落潮流，故其总效应是使泥沙逐渐向槽两侧的脊堆积。在潮流的这种长期作用下，逐渐发育了槽、脊相间的沙脊地形。本文采用海洋动力模型（POM）对潮流流速与潮流脊高度的对应关系进行数值研究，以期对动力塑造地貌的定量化研究寻求解决途径。2.2 POM（ Princeton Ocean Model）模型简介POM 是普林斯顿大学和 NOAA 的地球流体力学实验室为海洋问题的应用而开发的（Blumberg and Mellor，1987； Galperin and Mellor，1990） ，该模型已被广泛应用到近海研究（Huang et al，2002；Blumberg and Goodric
14、h ，1990） 。7本文所使用的模式代码为 POM 2000 版本。POM 模型具有以下几方面的主要特征：（1）模式内嵌一个二阶动量矩湍流封闭模型，能够提供垂向湍流混合系数（Mellor and Yamada, 1982） ；（2）垂直方向采用 坐标（ 图 0-1） ，可以使浅水区获得与深水区同样的相对分辨率，更好地拟合底地形；（3）水平方向采用正交曲线坐标和交错 Arakawa C 差分网格，可以较好的匹配岸界；（4）水平方向的时间差分采用显格式，垂向采用隐格式，后者可以消减时间步长的限制；（5）包含自由起伏的表面，并将表面重力长波（外模）与内部重力波（内模）分开，使积分时间步长超出 CF
15、L 稳定性条件的数倍；（6）包含完整的热力学过程。2.2.1 控制方程该模型描述海洋中水动力和热力系统的基本方程为：描述流体运动的Navier-Stokes 方程，描述流体质量守恒的连续性方程，海水状态方程，温度和盐度守恒方程。为了把这些方程应用到浅海，首先做两个近似：（1）假定重力加速度与垂向压强梯度力相平衡，即静压假设；（2）海水的流动速度远小于声速，因此将海水视为不可压缩流体，即 Boussinesq 近似。POM 的基本控制方程是原始方程，并在垂向采用 坐标系统（ 图 0-1） 。坐标系统与 z 坐标系统的转换关系如下：（1）*,zxytH其中，x，y，z 分别是笛卡尔坐标系下的空间自
16、变量，t 是时间自变量；x*，y *，z *分别是 坐标系下的空间自变量， t*是 坐标系下的时间自变量。8图 0-1 坐标与 z 坐标变换关系示意图（2）DH其中，D、H 和 分别是瞬时水深，平均水深和海面起伏。这样，从海底（z=-H）到海面（z= ） ， 相应地从-1 变化到 0。所以， 坐标下的三维原始方程组转化为：连续方程：（3）0DUVxytx 方向动量方程：20MxVDUfgDtyxKg UdFx （4）y 方向动量方程：920MyVDUVfUDgtxyxKg VdF（5）热传导方程：HTKTDUTVRFtxyDz（6）盐度扩散方程：（7）HSKSDUSVFtxyD其中，U、V 和
17、 分别是 坐标下的海水的水平流速东分量、北分量和垂直运动速度，K M 是垂向的湍流粘性系数， T 是位势温度，S 是盐度， R 表示穿透海洋表面的太阳短波辐射。K H 是*Fx、F y、 、 分别是水平扩散项的 x 方向和 y 方向的分量：T2xMMUVAxy（8）2yMMVFHAxyxy（9）（10）, (,)(,)SHHSSAxy值得注意的是，F x 和 Fy 是坐标旋转不变量。其中，水平扩散系数 AM 根据Smagorinsky（1963）给出的公式计算：10122211MUVUVACxyyxy （11）参数 C（HORCON 常数）根据需要可取范围为 0.10-0.20。利用 Pran
18、dtl 数，可以将 AH 和 AM 联系起来。式 （3）- （7）是 POM 的动力方程和热力方程，其中 （4）- （7）中的垂向湍粘性系数 KM 和 KH 可以通过采用二阶湍流封闭模型（Mellor and Yamada，1974 ；1982）来确定，这样就在一定程度上克服了湍流粘性系数的人为选择对物理场模拟结果造成的影响。POM 还计算了湍动能 q2 和湍流宏观尺度 l 这两个物理量，方程为：（12）22 222301qMHqKqDUVDtxyKgDFBl（13）2222222 31 301qMHlKqlDUlVqlDlltxyKgDqEl EWFB 方程（0-12 ）和（0-13 ）中，
19、水平扩散项 Fq，F l 的表达式如下：HHAxy（14）其中， 代表 q2、q 2l。KM、K H 和 Kq 分别由下列公式确定：11（15）MKlqS（16）Hl（17）qlS其中，S M、S H 是 Richardson 数的函数，根据 Mellor and Yamada（1982）的研究结果，它们可以表示为：（18）2126138HHABG21211119(98)(36)MHSASAGCAB（19）其中， 为 Richardson 数。220HSlgpGkCA1、A 2、B 1、B 2、C 1 和 Sq 为计算常数，通常根据近海面湍流资料估算。Mellor and Yamada（198
20、2）给出的值分别为。121,0.9,6.74,10.8,2qPOM 控制方程中既包括快速移动的外重力波，又包括慢速移动的内重力波，为了节约计算时间，将外部模态（垂向积分的方程）从内部模态 （3）- （5）分离出来，即所谓的“模态分离” 。外模态计算水位和垂向平均流速，内模态计算三维流速、温度、盐度和湍动能等物理量。对方程 （3）- （5） ，从 到 进行垂直积分，得到外模方程。10连续方程：（20）0UDVtxyx 方向的动量方程：12（21）201 (0)(1)xxUDVFfDgwutyxgGdy 方向的动量方程：201 (0)(1)yyVDUFfUDgwvvtxygGd（22）其中， 代表
21、 的垂直积分的量：（23）01d和 是风应力的两个分量， 和(0)wu(0)v(1)wu是底摩擦应力的两个分量。1v和 分别是 x 方向和 y 方向的水平扩散项：xFy（24）2xMMUVHAx（25）2yVFHAxyxy且（26）22x x xUDVUDVGFFyy（27）22y y yxx13方程 （21）和 （22）右端各项都在每个内模时间步长计算一次，并且在内模所包含的所有外模式间步长内保持不变。通过垂向积分得到的外模，不能反映运动的垂直结构，但是由它可以确定运动所引起的体积输运和海面起伏。2.2.2 边界条件求解上述方程，还必须有合适的边界条件，包括海面、海底、固体侧边界和海域开边界
22、条件。海面、海底边界条件：（28）(0)1， ,(0),()MKUVwuvoD 0（29）， 1/22, = +,MzCVU 1（30）2210,.5ln/z kbCAXHz （31）为 Von Karman 常数，z 0 是海底粗糙度长度。40.， HnKTQD（32）， 0H1（33）其中， 为表层热通量。nQ14（34）22/31(0),(0),qlBu（35）22/311,),l其中 Bl 是湍流封闭常数， 是海表或海底的摩擦速度。u开边界条件：（36）001cosniiiiifhtvg其中， 为开边界水位，i 代表各分潮。0当 U0 时， T0tUx（37）当 U0 时， obT（3
23、8）其中，T ob 为温度观测值，此开边界条件为入流时采用第一边值条件，出流是采用辐射边界条件。岸边界条件：（39）0UnA其中， 为水平流速矢量， 为岸界的法线方向。n2.2.3 数值计算图 0-2 和 图 0-3 分别表示外模和内模的网格布置，x、y、 方向上的变量分别用下标 i、j、k 表示。i 自西向东增加，j 自南向北增加，k 自上向下增加。空间计算采用 Arakawa C 交错网格，每个网格近似视为一个长方体，U 定义在东西两个面的中心，V 定义在南北两个面的中心， 定义在上下两个面的中心。其他变量，如水位、压强、密度、温度、盐度等则定义在长方体的中心。15图 0-4 为内、外模计
24、算过程，首先假定在 tn-1 和 tn 时刻所有的量都已求得，则方程 （21）和 （22）的右端各项即可算得，并认为其在 tn 至 tn+1 时刻保持不变。利用方程 （20） 、 （21） 、 （22）和外模时间步长 DTE 显式积分若干步至 tn+1时刻，从而可求出水位和垂向平均流速，供内模计算使用。这种方法使内模的稳定性不受制于正压表面波波速的 CFL 条件限制，而由斜压波速限制，从而内模可以采用较长的时间步长。图 0-2 二维外模式网格布置16图 0-3 三维内模式网格布置图 0-4 时间格式示意图在进行内模计算时，值得注意的是，每一步计算又分为两步进行。先以空间显式差分格式计算对流项和
25、水平扩散项，得到中间变量；再计算垂直湍流扩散项，按空间隐式差分格式计算。两步之后即得到一个内模时间步长的计算结果。以热传导方程（T）为例，如下：17（40）1()()HDTTRAdvifTKD其中，Adv(T)、Dif(T)分别代表对流项和水平扩散项。离散求解时分为两步，第一步先求解对流项和水平扩散项，采用显式计算，得到中间变量 。T（41）1()()2nDTAdvTDift第二步计算垂直扩散项，采用隐格式计算，得到整个内模时间步长上的最终结果 Tn+1。1 112n nHnDTRKt （42）2.3 计算方案渤海模拟区域（37 -41N，117 -122.5E ） ，空间水平分辨率 22；垂
26、向分为 10 层；时间步长T e=5s, Ti=180s。OBC 位于 122.5E 经线，其调和常数需由大长山岛和鸡鸣岛潮位站的调和常数内插得到；计算潮流场时 OBC 上取 4个主要分潮作为强迫，研究水深与潮流流速关系时只输入 M2 分潮作为强迫。不考虑风，温度、盐度的影响，不考虑陆地径流的影响。182.4 模拟结果2.4.1 涨潮时 2009 年 11 月 11 日 20:45192.4.2 流速剖面随水深的变化水深的变化不影响潮流的位相，进而对潮时没有影响。各点流速随水深的增加而减小，C 点流速最大，D 点次之，A 点最小A (12013E, 3917N)2.95.88.711.614.
27、500.10.20.30.40.50.60.7B (1203E, 3851N)50%H(m)2.95.88.711.614.5C (1215E, 3927N)2.557.51012.5D (12041E, 391N)2009/11/11 2009/11/12 2009/11/135.2510.515.752120A (12013E, 3917N)5.811.617.423.22900.10.20.30.40.50.60.7B (1203E, 3851N)H(m) 5.811.617.423.229C (1215E, 3927N)510152025D (12041E, 391N)2009/11/
28、11 2009/11/12 2009/11/1310.52131.542A (12013E, 3917N)6.9613.9220.8827.8434.800.10.20.30.40.50.60.7B (1203E, 3851N)120%H(m)6.9613.9220.8827.8434.8C (1215E, 3927N)612182430D (12041E, 391N)2009/11/11 2009/11/12 2009/11/1312.625.237.850.421A (12013E, 3917N)11.623.234.846.45800.10.20.30.40.50.60.7B (1203
29、E, 3851N)200%H(m)11.623.234.846.458C (1215E, 3927N)1020304050D (12041E, 391N)2009/11/11 2009/11/12 2009/11/13214263842.4.3 沙脊区域的断面潮流流速（涨潮时刻）断面 A 的表层流速随水深的变化最为明显。流速最大值出现在西侧。断面的流速结构也发生了变化。Section A T=20:45 2009/11/11 Layers(50%H)246810121416182000.10.20.30.40.5Section A T=20:45 2009/11/11Layers5 10 15
30、 20 25 30246810121416182000.10.20.30.40.522Section A T=20:45 2009/11/11 Layers(50%H)246810121416182000.10.20.30.40.5Section A T=20:45 2009/11/11 Layers(20%H)246810121416182000.10.20.30.40.5流速最大值出现在东侧，且大于断面 A。Section B T=20:45 2009/11/11 Layers(50%H)246810121416182000.10.20.30.40.5Section B T=20:45 2
31、009/11/11Layers5 10 15 20 25246810121416182000.10.20.30.40.5Section B T=20:45 2009/11/11 Layers(50%H)246810121416182000.10.20.30.40.523Section B T=20:45 2009/11/11 Layers(20%H)246810121416182000.10.20.30.40.5流速随水深的变化最明显。Section C T=20:45 2009/11/11 Layers(50%H)246810121416182000.10.20.30.40.5Section
32、 C T=20:45 2009/11/11Layers5 10 15 20 25246810121416182000.10.20.30.40.5Section C T=20:45 2009/11/11 Layers(120%H)246810121416182000.10.20.30.40.5Section C T=20:45 2009/11/11 Layers(20%H)246810121416182000.10.20.30.40.5242.4.4 潮流流速与水深的关系成二次曲线关系0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 4.50.20.40.60.811.21.41.61.82H
33、1/H2|U1/U2|Section ASection BSection Cf(x)=0.1204x2-0.8097x+1.80693 A PaperDecision letter has been sent from editor.Du Yunyan, Fan Xing, Qi Guangya, Su Fenzhen Zhou Chenghu. Extraction of spatial-temporal rules from mesoscale eddies in the South China Sea based on rough set theory. Deep Sea Research (Part I)Units in Table1-3
